© Etienne Brouard, 2018
Évolution tardi-quaternaire des systèmes fjord-auge
glaciaire du nord-est de l'île de Baffin, Arctique
canadien
Thèse
Etienne Brouard
Doctorat en sciences géographiques
Philosophiæ doctor (Ph. D.)
III
RÉSUMÉ
La venue des satellites a permis l’apport de données cruciales sur l’évolution récente de la dynamique des calottes glaciaires modernes. Cependant, les données satellitaires ne fournissent pas une vue d’ensemble (échelle centenaire à millénaire) qui reflète l’évolution à long terme du climat. Des données sur l’évolution à long terme des calottes glaciaires peuvent toutefois être obtenues en analysant la géomorphologie de systèmes déglacés tels que les fjords et les auges glaciaires. Les fjords et les auges glaciaires sont des systèmes géomorphologiques communs des côtes et des plateaux continentaux des hautes latitudes. Ces systèmes incarnent l’expression la plus évidente de la puissance érosive des glaciers modernes et anciens. L’étude des systèmes de fjords et d’auges glaciaires a le potentiel de fournir des connaissances sur la dynamique de retrait d’une calotte glaciaire passant de marges marines à terrestres lors d’un réchauffement climatique; un contexte semblable aux calottes glaciaires modernes de l’Antarctique et du Groenland. Ici, des données de bathymétrie à haute résolution et de réflexion sismostratigraphique, ainsi que des cartes géomorphologiques, sont utilisées pour reconstituer l’histoire paléoglaciaire des fjords et des auges du nord-est de l’Ile de Baffin afin de fournir un analogue paléoglaciologique aux systèmes glaciaires modernes. Les données géophysiques compilées dans ce secteur montrent que durant le Stade isotopique marin 2 (MIS-2; 29 – 14 ka BP), l’Inlandsis laurentidien s’étendait jusqu’à la limite du plateau continental, au large des limites glaciaires précédemment proposées. La marge d’Inlandsis laurentidien s’est ensuite retirée de manière épisodique vers l’ouest pendant la déglaciation du Foxe tardif et de l’Holocène.
L’analyse géomorphologique du plateau continental du nord-est de l’Ile de Baffin a aussi permis d’identifier un changement de direction dans l’écoulement du courant de glace de Sam Ford qui se serait produit durant la période Pliocène-Pléistocène. Ce changement de direction serait dû à l’érosion de l’Auge glaciaire marginale d’Hecla & Griper. Les données démontrent que les conditions d’écoulement rapide dans le courant de glace de Scott ont migré vers l’amont du courant, suivant l’auge glaciaire marginale jusqu’à capturer le bassin de drainage du courant de glace voisin (courant de Sam Ford), provoquant ainsi l’arrêt des conditions d’écoulement rapide dans l’Auge de Sam Ford.
Une approche de géosystème glaciaire a ensuite été utilisée pour analyser le retrait des marges de l’Inlandsis laurentidien dans les fjords lors de la déglaciation. La géomorphologie et les assemblages de formes de terrain préservés sur le fond marin depuis la déglaciation révèlent que : 1) des écoulements rapides de la glace, par le biais des courants de glace, ont probablement été actifs jusqu’au stade tardif de la déglaciation; 2) les hauts bathymétriques ont agi comme des points d’ancrage et donc comme des obstacles à
IV
l’écoulement rapide des courants de glace; 3) le substrat rocheux cristallin n’a pas agi comme point d’adhésivité contrairement à ce qui a été suggéré pour d’autres paléocourants de glace en Amérique du Nord; 4) les facteurs favorisant la stabilité de la marge glaciaire comprennent la bathymétrie en forme d’entonnoir, les courbes dans le tracé des fjords et les facteurs climatiques; 5) les glaciers émissaires de l’Inlandsis laurentidien ont été capables de stabiliser leurs marges sur des pentes rétrogrades et dans des bassins profonds (>800 m); et 6) durant la déglaciation, la sédimentation dans les fjords a été dominée par des écoulements gravitaires sur le fond (hyperpycnaux).
Enfin, la cartographie des différentes entités géomorphologiques a permis de produire une série de 50 cartes des formes glaciaires présentes sur le fond marin des fjords et des auges du plateau continental nord-est de l’Ile de Baffin, où 24 types de formes de terrain liés aux environnements sous-glaciaires, en marge de la glace (juxtaglaciaires) et paraglaciaires ont été systématiquement cartographiées (>55 000 entités).
V
ABSTRACT
Fjords and troughs are common geomorphological systems on high-latitude coasts and continental shelves where they embody the most obvious expression of the erosional power of past and present-day glaciers. While recent satellite data have brought crucial insights on how ice sheet and glacier dynamics have evolved on a decadal timescale, they do not provide a long-term overview (centennial to millennial scale) that is consequent with long-term evolution of climate. Centennial-to-millennial data on long-term evolution of ice sheets can, however, be obtained by investigating the geomorphology of deglaciated systems such as fjords and cross-shelf troughs. Fjords and cross-cross-shelf troughs of deglaciated high-latitude coasts and continental shelves have the potential to provide knowledge on deglacial dynamics from a complete marine-terminating ice sheet to a full terrestrial-based ice sheet. Here, swath bathymetry and seismic reflection data, together with geomorphological maps, are used to investigate palaeo-glacial history of the northeastern Baffin Island fjords and continental shelf. We present marine geophysical evidence that during the marine isotope stage 2 (MIS-2; 29 – 14 ka BP), the Laurentide Ice Sheet (LIS) extended to the edge of the continental shelf, seaward of the previously proposed glacial limits. The LIS subsequently retreated episodically westward during the Late-Foxe and Holocene deglaciation.
A glacial landsystem approach has then been used to investigate ice-sheet retreat through the northeastern Baffin Island fjords. The geomorphology and landforms-assemblages preserved since deglaciation on the seafloor reveal that: 1) ice streaming was probably active until the late stage of deglaciation; 2) bathymetric highs acted as sticky spots and therefore as obstacles to fast ice-flow; 3) crystalline bedrock did not act as sticky spot as suggested for other palaeo-ice streams in North America; 4) factors favoring ice-margin stability include funnel-shaped bathymetry, bends and climate forcing; 5) tidewater-glaciers can achieve ice-margin stability on retrograde slopes and in deep (>800 m) basins; and 6) during deglaciation, sedimentation in fjords has been dominated by gravity-driven flows.
The geomorphological analysis also enabled the identification of the flow-switch of an ice stream that occurred during the Pliocene-Pleistocene on the shelf, through glacial erosion and overdeepening of marginal troughs, i.e., deep parallel-to-coast bedrock moats located up-ice of cross-shelf troughs. Shelf geomorphology imaged by high-resolution swath bathymetry and seismostratigraphic data in the troughs provides evidence for the extension of ice streams from Scott and Hecla & Griper troughs towards the interior of the Laurentide Ice Sheet. This up-ice extension of the Scott ice stream along a marginal trough and into the Sam Ford ice-drainage basin led to the capture the Sam Ford ice stream, causing a flow-switch and a shutdown of ice streaming in Sam Ford Trough.
VI
Finally, geomorphological mapping led to the production of a series of 50 maps of submarine glacial landforms in the fjords and cross-shelf troughs of northeastern Baffin Island, in which 24 types of landform associated with subglacial, ice-marginal or paraglacial environments were systematically mapped (>55 000 individual landforms).
VII
TABLE DES MATIÈRES
RÉSUMÉ ... III ABSTRACT ... V TABLE DES MATIÈRES ... VII LISTE DES TABLEAUX ... XI LISTE DES FIGURES ... XIII REMERCIEMENTS ... XVII AVANT-PROPOS ... XIX INTRODUCTION ... 1 1.1 Problématique ... 1 1.2 Objectifs ... 5 1.3 Région d’étude ... 7
1.3.1 Localisation du secteur d’étude ... 7
1.3.2 Description du secteur d’étude ... 7
MÉTHODOLOGIE ... 20
2.1 Données bathymétriques ... 20
2.2 Données sismostratigraphiques ... 23
MAXIMUM EXTENT AND DECAY OF THE LAURENTIDE ICE SHEET IN WESTERN BAFFIN BAY DURING THE LAST GLACIAL EPISODE ... 26
Résumé ... 26
Abstract ... 27
3.1 Introduction... 28
3.2 Glacial imprints ... 28
3.2.1 Cross-shelf troughs and ice-flow features ... 28
3.2.2 Grounding-zones wedges at the ice margin ... 29
3.2.3 Trough-mouth fans and glacigenic debris flows ... 30
3.2.4 Ice stream lateral moraines ... 30
3.2.5 Ice-contact sediments on the continental shelf ... 31
3.3 Extent of the Laurentide Ice Sheet ... 31
3.3.1 Position and timing ... 31
3.3.2 Ice dynamics ... 32 3.4 Conclusions ... 33 3.5 References ... 33 3.7 Acknowledgements ... 37 3.8 Authors contribution ... 37 3.9 Methods ... 37 3.10 Data availability ... 37 3.11 Competing Interests ... 38 3.12 Figures ... 38
VIII
A RACE FOR ICE DISCHARGE BETWEEN ICE STREAMS ON GLACIATED CONTINENTAL
SHELVES ... 42
Résumé ... 42
Abstract ... 43
4.1 Introduction ... 44
4.2 Glacial imprint and ice stream switching ... 45
4.3 Competition for drainage basins and ice-sheet stability in marine environments ... 48
4.4 References ... 49 4.5 Acknowledgements ... 52 4.6 Authors contribution ... 52 4.7 Methods ... 52 4.8 Data availability ... 53 4.9 Competing Interests ... 53 4.10 Figures... 54
GLACIAL TO POSTGLACIAL LANDFORM ASSEMBLAGES IN FJORDS OF NORTHEASTERN BAFFIN ISLAND ... 58
Résumé ... 58
Abstract ... 60
5.1 Introduction ... 61
5.2 Regional setting ... 62
5.2.1 Geology and physiography of the fjords. ... 62
5.2.2 Foxe Glaciation and deglaciation ... 64
5.3 Data and methods ... 64
5.4 Submarine landforms ... 65 5.4.1 Subglacial landforms ... 65 5.4.2 Ice-marginal landforms ... 67 5.4.3 Other landforms... 69 5.5 Discussion ... 70 5.5.1 Ice-flow patterns ... 70
5.5.2 Stabilizations of the LIS margins and their controls ... 73
5.5.3 Alpine (side-valley) glaciers ... 75
5.5.4 Basin fills and sedimentation ... 76
5.6 Landform assemblage in fjords of northeastern Baffin Island ... 76
5.7 Conclusions ... 79 5.8 Acknowledgements ... 80 5.9 Authors contribution ... 80 5.10 Data availability ... 80 5.11 Competing Interests ... 80 5.12 References ... 80 5.13 Figures... 88
IX
SUBMARINE GEOMORPHOLOGY OF THE NORTHEASTERN BAFFIN ISLAND FJORDS AND
CROSS-SHELF TROUGHS ... 99
Résumé ... 99
Abstract ... 100
6.1 Introduction... 101
6.2 Data and methods ... 102
6.3 Submarine landforms ... 103 6.3.1 Bedrock scarps ... 103 6.3.2 Block debris ... 103 6.3.3 Compression ridges ... 103 6.3.4 Crag-and-tails ... 104 6.3.5 Crescent-shaped bedforms ... 104 6.3.6 Cross-shelf troughs ... 104 6.3.7 De Geer moraines ... 105 6.3.8 Drumlins ... 105
6.3.9 Fans (Glaciofluvial or fluvial) ... 105
6.3.10 Glacial lineations or mega-scale glacial lineations ... 105
6.3.11 Grounding-zone wedges ... 106
6.3.12 Groove or mega-grooves ... 106
6.3.13 Gullies ... 106
6.3.14 Iceberg ploughmarks or pits ... 107
6.3.15 Ice stream lateral moraines ... 107
6.3.16 Marginal troughs ... 107
6.3.17 Meltwater channels ... 108
6.3.18 Moraines ... 108
6.3.19 Ridges (Unresolved origin) ... 108
6.3.20 Sedimentary scarps ... 109
6.3.21 Subglacial medial moraines ... 109
6.3.22 Trough-mouth fans ... 109
6.3.23 Turbidity-current channels ... 109
6.3.24 Whalebacks ... 110
6.4 Discussion and conclusions ... 110
6.5 Software ... 111 6.6 Data ... 111 6.7 Acknowledgements ... 111 6.8 References ... 113 6.9 Tables ... 118 6.10 Figures ... 120 SOMMAIRE ET CONCLUSIONS ... 129
X
RÉFÉRENCES ... 132
ANNEXE 1 – MÉTADONNÉES RELATIVES À L’ACQUISITION DES DONNÉES BATHYMÉTRIQUES PAR L’OCEAN MAPPING GROUP LORS DES EXPÉDITIONS ARCTICNET SUR L’AMUNDSEN 2003 À 2013 ... 147
A1.1 2003 Multibeam Sonar Data collected from the CCGS Amundsen ... 147
A1.2 2004 Multibeam Sonar Data collected from the CCGS Amundsen ... 152
A1.3 2005 Multibeam Sonar Data collected from the CCGS Amundsen ... 156
A1.4 2006 Multibeam Sonar Data collected from the CCGS Amundsen ... 161
A1.5 2006 Multibeam Sonar Data collected from the CSL Heron, launched from the CCGS Amundsen ... 166
A1.6 2007 Multibeam Sonar Data collected from the CCGS Amundsen ... 170
A1.7 2008 Multibeam Sonar Data collected from the CCGS Amundsen ... 175
A1.8 2008 Multibeam Sonar Data collected from the CLS Heron, launched from the CCGS Amundsen ... 180
A1.9 2009 Multibeam Sonar Data collected from the CCGS Amundsen ... 185
A1.10 2010 Multibeam Sonar Data collected from the CCGS Amundsen ... 189
A1.11 2011 Multibeam Sonar Data collected from the CCGS Amundsen ... 194
A1.12 2013 Multibeam Sonar Data collected from the CCGS Amundsen ... 199
XI
LISTE DES TABLEAUX
Table 1.1 Physiographie et géologie des fjords et des auges à l’étude ... 10
XIII
LISTE DES FIGURES
Figure 1.1 Localisation des systèmes de fjord-auge glaciaire à l’étude. ... 4
Figure 1.2 Topographie et bathymétrie du système de Scott. ... 8
Figure 1.3 Topographie et bathymétrie du système de Buchan. ... 9
Figure 1.4 Topographie et bathymétrie du système de Pond ... 10
Figure 1.5 Géologie du plateau continental au niveau des systèmes de Scott et de Buchan (modifiée de Praeg et al., 2007). ... 11
Figure 1.6 Distribution des dépôts sédimentaires dans les fjords de Clark (A) et de Cambridge (B) (Gilbert, 1985). C. Modèle conceptuel présentant la séquence de sédimentation pour les fjords de Baffin (Gilbert, 1985). ... 12
Figure 1.7 Carte des dépôts superficiels affleurants sur le fond du plateau continental du NE de l’Ile de Baffin (tirée de Praeg et al., 2007). ... 13
Figure 1.8 Modèle de déglaciation de l’Inlandsis laurentidien présenté par Dyke (2004) pour la zone d’étude. ... 16
Figure 1.9 Localisation des carottes prélevées dans les années 1970 par le Bedford Institute of Oceanography et dates obtenue dans ces carottes (Osterman and Nelson, 1989). ... 17
Figure 1.10 Étendue du complexe morainique de Cockburn sur l’Ile de Baffin (tirée d’Andrews and Ives, 1978). ... 18
Figure 1.11 Déglaciation du Bras de mer de Milne (modifiée de Dyke and Viner, 2000). ... 19
Figure 2.1 Couverture bathymétrique à haute résolution utilisée pour dans cette thèse. ... 22
Figure 2.2 Base de données des profils de sous-surface (Chirp) acquis lors des expéditions ArcticNet sur le NGCC Amundsen. ... 24
Figure 2.3 Base de données des profils de sous-surface (Airgun) acquis par le Ressources Naturelles Canada. ... 25
Figure 3.1 A. The map shows the bathymetric data collected by the ArcticNet program on the northeastern Baffin Island shelf. The black dashed-line shows the widely accepted maximum extent of the LIS margin during MIS-2. ST: Scott Trough; BT: Buchan Trough; PT: Pond Trough. B. Geomorphological map of glacial landforms and deposits in the study area. Blue lines represent the MSGLs; brown areas represent ISLMs; orange areas represent GZWs; light yellow areas represent the extent of TMFs; and the green areas represent transverse ice-contact ridges. Profiles shown on figure 3.3 are located by black lines. Light-gray lines: 100 m contours from the International Bathymetric Chart of the Arctic Ocean database (Jakobsson et al., 2012). C. Location of the study area and maximum extent of the LIS at LGM according to (Dyke, 2004). BB: Baffin Bay. Maps were produced in ESRI ArcGIS 10.4 (www.esri.com) and edited in Adobe Photoshop CS5 (www.adobe.com/photoshop). ... 38
Figure 3.2 Bathymetry and examples of glacial landforms in Scott (A) and Buchan (B) troughs. C. Examples of crag-and-tails and MSGLs in outer Scott Trough. D. Possible lift-off moraines at the shelf break on Scott TMF. E. ISLM south ridge of Scott Trough. F. GZW overprinted by iceberg scours in Buchan Trough. MM: medial moraine; GZW: Grounding-zone wedge; MGSL: Mega-scale glacial lineation; ISLM: Ice stream lateral moraine. Swath bathymetry is at a 10 mpp resolution. Black lines show the location of seismic profiles shown on figure 3.3. Maps were produced in ESRI ArcGIS 10.4 (www.esri.com) and edited in Adobe Photoshop CS5 (www.adobe.com/photoshop). ... 39
Figure 3.3 Examples of sediments architecture on seismic reflection (Airgun) profiles. Left-side panels
XIV
profiles. A. Grounding-zone wedges (GZWs) in Buchan Trough. B. Stacked glacial debris flows (GDFs) topped by a till unit with an erosional surface. C. Stacked GDFs on the Lancaster Trough-mouth fan. D. Lateral marginal moraine with dipping reflectors in outer Scott Trough. E. Ice-contact fan (moraine) with seaward dipping reflectors, between Scott and Buchan Trough. See Figs. 3.1 and 3.2 for profile locations. ve: vertical exaggeration. Profiles were acquired using Airguns by the Geological Survey of Canada (Profile A: Line 78029_AG_265_0816; Profile B: line 78029_AG_267_0155; Profile C: 78029_AG_271_2300; Profile D: 76028_AG_248_1534; Profile E: 80028_AG_EPC1_254_0825). Seismic reflection data were analyzed and extracted using the LizardTech GeoViewer software
(www.lizardtech.com/geoviewer-pro/overview). Maps and seismic reflection data were transferred to the Adobe Photoshop CS5 software (www.adobe.com/photoshop) for figure production and editing. ... 40
Figure 3.4 Maximum extent of the Laurentide Ice Sheet on the northeastern Baffin Island continental
shelf during MIS-2 and inferred ice streams. Blue lines represent ice-flow lines within ice streaming areas. LSIS: Lancaster Sound Ice Stream; PIS: Pond Ice Stream; BIS: Buchan Ice Stream; SIS: Scott Ice Stream. Gray areas within troughs represent the GZWs; the crosshatch areas represent the ISLMs. Light-gray lines: 100 m contours from the International Bathymetric Chart of the Arctic Ocean database (Jakobsson et al., 2012). Maps were produced in ESRI ArcGIS 10.4 (www.esri.com) and edited in Adobe Photoshop CS5 (www.adobe.com/photoshop). ... 41
Figure 4.1 A. Map showing the high-resolution bathymetric data collected by ArcticNet program
(2003-2016) draped on the International Bathymetric Chart of the Arctic Ocean data (IBCAO; Jakobsson et al., 2012) map on the northeastern Baffin Island shelf. The black dashed-line shows the approximate limit between sedimentary and crystalline bedrock. HGT: Hecla & Griper Trough. Light-gray lines: 100 m contours. Dashed black lines: Ice-stream lateral moraines on the sides of Sam Ford Trough. Inset: Location of the study area. B. Schematic representation of ice streams that existed in the study area and the location of the ice stream switch. Sis: Scott Ice Stream. SFis: Sam Ford Ice Stream. Maps were produced in ESRI ArcGIS 10.2 (www.esri.com) and edited in Adobe Photoshop 2018 CC
(www.adobe.com/photoshop). ... 54
Figure 4.2 A. Seismo-stratigraphic (Airgun) profile showing a major 75m-thick grounding-zone wedge
(red) in inner-middle Sam Ford Trough (Profile 80028_AG_RAYT_257_0200; NRCan). B. Longitudinal depths profile along ice-flow route for each trough. Arrow with minus (-) symbol indicates a general up-ice decreasing profile of depths. Arrows with plus (+) symbol indicate a general up-up-ice increasing profile of depths (glacial overdeepening landward). BH: Bedrock high; GZW: Grounding-zone wedge. ... 55
Figure 4.3 A. Ice-flow landforms (lineations, crag-and-tails, drumlins, grooves) and meltwater channels
interpreted from bathymetric data. SFS: Sam Ford Fjord sill. B. Close-up on bathymetry showing the direction change in both ice-flow landforms and meltwater channels. Black arrows show general direction of the landforms. Maps were produced in ESRI ArcGIS 10.2 (www.esri.com) and edited in Adobe Photoshop 2018 CC (www.adobe.com/photoshop). ... 56
Figure 4.4 A. Bathymetry (BEDMAP2; Fretwell et al., 2013) of the western continental shelf of the
Antarctic Peninsula. MT: Marginal trough. AT: Abandoned trough. Inset: Location of figures A-D. B. Bathymetry (International Bathymetric Chart of the Arctic Ocean data; Jakobsson et al., 2012) of Unnamed and Disko troughs off West Greenland. MT: Marginal trough. C. Bathymetry (IBCAO) of Okoa Bay, Home Bay and marginal troughs off eastern Baffin Island. D. Bathymetry (IBCAO) of Labrador Shelf troughs off Labrador, Canada. Maps were produced in ESRI ArcGIS 10.2. (www.esri.com) and edited in Adobe Photoshop 2018 CC (www.adobe.com/photoshop). ... 57
Figure 5.1 Physiography and bathymetry of the northeastern Baffin Island fjords. Location of the study
area (left-corner Canada map). ... 88
Figure 5.2 A. Distribution of ice-flow landforms mapped from swath bathymetry imagery. B. Examples
of mega-scale glacial lineation with rough (R) and smooth (S) character on Clark Fjord sill. ... 89
Figure 5.3 A. Examples of drumlinoid landforms in Eclipse Sound. B. Examples of crescentic scours
XV
Sound showing ice-flow oriented landforms. D. Interpretation of the landforms in Eclipse Sound and their general orientation. E. Examples of meltwater channels observed on Sam Ford outer bedrock sill. See Figure 5.2 for legend. F. Chirp profile over a meltwater channel showing a vertical relief to bedrock of at least 90 m and a ~35 m of sediment infill. Profile location is shown on E. ... 90
Figure 5.4 A. Ice-marginal landforms mapped on bathymetry and the outline of the Cockburn Moraine
Complex. B. Swath bathymetry imagery in Erik Harbour. GZW: Grounding-zone wedge. C. Bathymetry of Erik Harbour Head showing LIA moraine, recessional ‘De Geer’ moraine and debris flow lobes (DFL). ... 91
Figure 5.5 A. Bathymetry of upper Milne Inlet showing the morphology of the GZW and moraines at the
mouth of fjord arms. MMS: Mass movement scar. B. Interpretation of the landforms observed in A. Location of figure on figure 5.4. ... 92
Figure 5.6 A. Glacifluvial fans (GF) in front of ice cap outlet glaciers in Dexterity Fjord. B. Examples of
gullies on the steep face of a fan. C. Fluvial fan (apparent morphology is highlighted by the dashed line) in Milne Inlet showing CSBs in a turbidity-current channel (TC). D. Bathymetry of the head of Walker Arm showing the fjord-head delta characterized by a turbidity-current channel (TC), terraces-like scarps, CSBs and a steep face with mass movement scars. The bathymetry also shows a sediment-filled basin ponded between the Cockburn frontal moraine and the fjord-head delta. E. Close-up on the turbidity-current channel and the apparent CSBs. Location of figures A, C and D is presented on figure 5.4. .... 93
Figure 5.7 Airgun seismic reflection profile acquired by Geological Survey of Canada in Clark Fjord
(82031_AG_264_1001) showing ponded sediments in between morainic and bedrock sills. Location of the profile is presented on figure 5.8... 93
Figure 5.8 A. Distribution of iceberg ploughmarks. B. Deep iceberg ploughmarks in Eclipse Sound. C.
Bathymetric profile over deep iceberg ploughmarks (arrows) shown on B. ... 94
Figure 5.9 Major ice flows, stabilizations (S) and isochrones of deglaciation of northeastern Baffin
Island (Dyke, 2004; De Angelis and Kleman, 2007; Brouard and Lajeunesse, 2017). ... 95
Figure 5.10 A. Reverse medial moraine linked to a bedrock high in Eclipse Sound. B. Grounding-line
on Pond Sill showing a deeper overdeepened morphology landward and a shallower cross-shelf trough. ... 95
Figure 5.11 A. Bathymetry of outer Sam Ford Fjord unveiling a grounding-zone and a deep
moraine/grounding-line. B. Chirp profile on outer Sam Ford Sill showing an acoustically-transparent unit linked to the grounding-zone, a series of high-amplitude reflectors interpreted as ice-proximal
glacimarine sediments, and an impenetrable reflector at the moraine location. The location of the profile is shown on A. C. Moraine ridges linked to a bend in Walker Arm. D. Grounding-line linked to a bend in Clark Fjord. ... 97
Figure 5.9 Schematic landform-assemblage model for northeastern Baffin Island fjords. BM: Bend
moraines; WM; Width moraine; CM: Cockburn moraine; C-GZW: Cockburn grounding-zone wedge; FF: Fluvial fan; ICF: Ice-contact fan; GF: Glacifluvial fan; Small triangles: gullies. For detailed description and context, see section 5.5 ... 97
Supplemental figure 5.1 Map of historical Earthquakes in the study area. ... 98 Figure 6.1 Multibeam bathymetric coverage and high-resolution bathymetry on the northeastern Baffin
Island shelf and in the fjords. Contours were extracted from the IBCAO data (Jakobsson et al., 2012). The left-corner inset shows the location of study area and Fig. 6.1. ... 120
Figure 6.2 A. Examples of compression ridges linked to the deposition of a submarine mass
movement, along the south wall of Scott Trough, as observed on combined slope and bathymetry imagery. Just north of the mass movement scar, the seabed is characterized by series of small undulations (Bennett et al., 2015) interpreted here as crescent-shaped bedforms. B. Geomorphological interpretation of the landforms along the south wall of Scott Trough. ... 121
XVI
Figure 6.3 A. Examples of crag-and-tails, with crescentic scours in front of their stoss side, in Eclipse
Sound. B. Examples of drumlinoid landforms, with crescentic scours in front of their stoss side, in Pond Trough. ... 121
Figure 6.4 Series of De Geer moraines in Erik Harbour. Those moraines are located landward of the
Little Ice Age (LIA) moraine (Brouard & Lajeunesse, in prep. a), which is the prominent northward ridge that can be followed on land. ... 122
Figure 6.5 Example of a glaciofluvial fan eroded by multiple turbidity-current channels in a deep (>600
m) basin in Eclipse Sound. The fan can be interpreted to be connected with meltwater discharge from (present-day?) glaciers on Bylot Island. ... 122
Figure 6.6 Examples of grounding-zone wedges in Buchan Trough. The grounding-zone wedges are
overprinted by series of iceberg ploughmarks that are oriented with the trough axis. ... 123
Figure 6.7 Examples of multiple gullies, in Milne Inlet, forming turbidity-current channels at their lower
end and coalescing to form one main collective turbidity-current channel. ... 124
Figure 6.8 Ice-stream lateral moraine on the north side of Buchan Trough. The moraine is overprinted
by multiple, large grooves and by small-scale iceberg ploughmarks. The grooves are oriented with the trough axis while the iceberg ploughmarks do not have a preferential orientation. ... 125
Figure 6.9 Example of a moraine with a perceptible vertical relief of >100 m, in Quernbiter Fjord. This
morainic sill is also coincident with the Cockburn moraine complex (Fig. 6.10). ... 125
Figure 6.10 A. Distribution of moraines, grounding-zone wedges and ice-stream lateral moraines in the
study area. Moraines at the fjord heads are generally coincident with the Cockburn moraine complex. B. Probable ‘lift-off’ moraine ridges located at the shelf break on the Scott trough-mouth fan (Brouard and Lajeunesse, 2017). ... 126
Figure 6.11 Examples of subglacial medial moraine in Scott Trough. These moraines originate at the
junction between Clark and Gibbs fjords and at the junction between Hecla & Griper Trough and Gibbs Fjord. ... 127
XVII
REMERCIEMENTS
La réalisation de ce mémoire a été rendue possible grâce au soutien financier d’ArcticNet et du Conseil de Recherche en Sciences Naturelles et en Génie du Canada (CRSNG).
Je tiens à remercier dans un premier temps mon directeur, M. Patrick Lajeunesse, pour son aide, son encadrement et son enthousiasme constant lors de la réalisation de ce projet, mais aussi pour les nombreuses opportunités qu’il m’a offertes au cours de mes études et pour m’avoir transmis sa passion pour la recherche. Je tiens à le remercier aussi pour m’avoir permis de participer à des projets d’envergure en Arctique et au Québec. La participation aux projets PACES et ArcticNet m’ont permis d’étendre mes connaissances en géomorphologie et de rencontrer de chercheurs internationaux, mais surtout de grandir comme jeune chercheur et comme personne. Pour cela, je suis énormément reconnaissant.
Je tiens aussi à remercier M. Calvin Campbell pour ses nombreux conseils, ces commentaires sur les divers manuscrits ainsi que pour les connaissances transmises sur la géomorphologie et sur le Quaternaire de la région de la Baie de Baffin. Je remercie également M. Guillaume St-Onge pour les discussions et commentaires sur les environnements de la Baie de Baffin et pour sa grande disponibilité. Je tiens à remercier à M. Jean-François
Ghienne pour avoir pris le temps de réviser et d’apporter ses commentaires sur les manuscrits
de mes articles en rédaction, mais aussi pour les discussions toujours très pertinentes sur la glaciologie.
Je remercie aussi toute l’équipe du Laboratoire de Géosciences Marines, particulièrement Gabriel Joyal, Annie-Pier Trottier, Pierre-Olivier Couette et Jean-Guy
Nistad qui ont tous travaillé de près sur les données du projet, autant pour l’acquisition à bord
du Navire de la Garde Côtière Canadienne (NGCC) Amundsen, mais aussi pour la gestion des bases de données. Je les remercie aussi pour les nombreux commentaires et discussions qui ont permis de me faire avancer et progresser dans mes réflexions géomorphologiques. Je tiens aussi à remercier M. Glenn Toldi et le Service Hydrographique Canadien pour la transmission des données bathymétriques des secteurs de Milne Inlet et Erik Harbour. Je remercie aussi le Centre d’Études Nordiques pour le soutien technique.
Enfin, je remercie aussi ma famille et mes amis, qui m’ont été d’un support moral incroyable tout au long de mon doctorat, et tout particulièrement Julie Leblanc, qui grâce à son support inestimable, sa patience et sa compréhension m’a permis de me surpasser dans l’accomplissement de cette thèse.
XIX
AVANT-PROPOS
Cette thèse est organisée en sept chapitres et une annexe. Le premier chapitre présente la problématique et les objectifs reliés à l’étude. Il fait également état du portrait général du territoire à l’étude. Le second chapitre présente brièvement les méthodes utilisées lors de la thèse. Les chapitres 3 à 6 présentent le cœur de l’étude, soit les articles, rédigés en anglais, publiés ou qui seront soumis prochainement pour publication dans des revues scientifiques évaluées par des pairs. Enfin, le dernier chapitre présente une conclusion générale, formée d’une synthèse des principaux résultats obtenus ainsi que leurs implications.
Le premier article s’intitule : « Maximum extent and decay of the Laurentide Ice Sheet
in Western Baffin Bay during the Last glacial episode ». Cet article, publié dans la revue Scientific Reports en septembre 2017, présente une analyse de données géophysiques
permettant de déterminer l’extension maximale de l’Inlandsis laurentidien sur le plateau continental nord-est de l’ile de Baffin lors du Dernier Maximum Glaciaire (DMG). L’auteur de cette thèse, Etienne Brouard, est le premier auteur de l’article. Il a été responsable de l’acquisition des données dans le secteur d’étude lors des missions ArcticNet 2014 – 2016, du traitement et de l’analyse des données bathymétriques et sismiques présentées. Une partie des données est issue de la base de données bathymétriques d’ArcticNet (2003 – 2013) et a été acquise et traitée par l’Ocean Mapping Group de l’University of New Brunswick. Etienne Brouard a également rédigé la première version de l’article et procédé aux révisions suggérées par le coauteur Patrick Lajeunesse. Patrick Lajeunesse a également conseillé M. Brouard lors des différentes étapes de la recherche et de l’écriture. Patrick Lajeunesse, Calvin Campbell, Jean-François Ghienne et Pierre-Olivier Couette ont révisé les versions préliminaires de l’article.
Le deuxième article s’intitule : « A race for ice discharge between ice streams on
glaciated continental shelves ». Cet article, dont une version ultérieure sera soumise à la revue
Nature Geoscience, présente les preuves empiriques d’une compétition entre deux courants
de glace pour un bassin de drainage de glace sur le plateau continental de l’Ile de Baffin. L’auteur de cette thèse, Etienne Brouard, est le premier auteur de l’article. Il a été responsable de l’acquisition des données dans le secteur d’étude lors des missions ArcticNet 2014 – 2016, du traitement et de l’analyse des données bathymétriques et sismiques présentées. Une partie des données est issue de la base de données bathymétriques d’ArcticNet (2003 – 2013) et a été acquise et traitée par l’Ocean Mapping Group de l’University of New Brunswick. Etienne Brouard a également rédigé la première version de l’article et procédé aux révisions suggérées par le coauteur Patrick Lajeunesse. Patrick Lajeunesse a également conseillé M. Brouard lors
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des différentes étapes de la recherche et l’écriture. Patrick Lajeunesse, Jean-François Ghienne et Pierre-Olivier Couette ont révisé les versions préliminaires de l’article.
Le troisième article s’intitule : « Glacial to postglacial landform assemblages in fjords
of northeastern Baffin Island ». Cet article, dont une version ultérieure sera soumise à la revue
Quaternary Science Reviews, présente le retrait de l’Inlandsis laurentidien dans les fjords du
nord-est de l’ile de Baffin en plus de proposer un modèle d’assemblage de formes de terrain pour les fjords du nord-est de l’ile de Baffin, qui comprend des formes de relief typiques des différents types de géosystèmes de fjords. L’auteur de cette thèse, Etienne Brouard, est le premier auteur de l’article. Il a été responsable de l’acquisition des données dans le secteur d’étude lors des missions ArcticNet 2014 – 2016, du traitement et de l’analyse des données bathymétriques et sismiques présentées. Une partie des données est issue de la base de données bathymétriques d’ArcticNet (2003 – 2013) et a été acquise et traitée par l’Ocean Mapping Group de l’University of New Brunswick. Une autre partie des données est issue de la base de données bathymétriques du Service Hydrographique Canadien qui a acquis et traité les données. Etienne Brouard a également rédigé la première version de l’article et procédé aux révisions suggérées par le coauteur Patrick Lajeunesse. Patrick Lajeunesse a également conseillé M. Brouard lors des différentes étapes de la recherche et de l’écriture. Patrick Lajeunesse a révisé les versions préliminaires de l’article.
Le quatrième article s’intitule : « Submarine geomorphology of the northeastern Baffin
Island fjords and cross-shelf troughs ». Cet article, dont une version ultérieure sera soumise à
la revue Journal of Maps, présente une série de 50 cartes géomorphologiques du fond marin des fjords et des auges du plateau continental Nord-est de l’ile de Baffin, où 24 types de formes de terrain ont été systématiquement cartographiées (>55 000 formes) et témoignent de processus liés aux environnements sous-glaciaires, en marge de la glace (juxtaglaciaires) et paraglaciaires. Les cartes de cet article sont présentées en annexe B. L’auteur de cette thèse, Etienne Brouard, est le premier auteur de l’article. Il a été responsable de l’acquisition des données dans le secteur d’étude lors des missions ArcticNet 2014 – 2016, du traitement et de l’analyse des données bathymétriques et sismiques présentées. Une partie des données est issue de la base de données bathymétriques d’ArcticNet (2003 – 2013) et a été acquise et traitée par l’Ocean Mapping Group de l’University of New Brunswick. Une autre partie des données est issue de la base de données bathymétriques du Service Hydrographique Canadien qui a acquis et traité les données. Etienne Brouard a également rédigé la première version de l’article et procédé aux révisions suggérées par le coauteur Patrick Lajeunesse. Patrick Lajeunesse a également conseillé M. Brouard lors des différentes étapes de la recherche et de l’écriture. Patrick Lajeunesse a révisé les versions préliminaires de l’article.
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Enfin, une annexe est rattachée à cette thèse. Cette annexe s’intitule Cartes géomorphologiques par feuillets SNRC. Elle est constituée des 50 cartes géomorphologiques qui seront soumises à la revue Journal of Maps avec l’article « Submarine geomorphology of
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INTRODUCTION
1.1 Problématique
Les fjords et les auges glaciaires sont des systèmes géomorphologiques communs des côtes et des plateaux continentaux des hautes latitudes. Ces systèmes incarnent l’expression la plus évidente de la puissance érosive des glaciers modernes et anciens. Sous les calottes glaciaires modernes du Groenland et de l’Antarctique, les fjords et les auges sont communément occupés par des courants de glace et glaciers émissaires caractérisés par des vitesses d’écoulement élevées (Fretwell et al., 2013; Morlighem et al., 2017). L’écoulement rapide de la glace via les courants de glace est l’un des mécanismes les plus efficaces par lequel la glace continentale peut être exportée de l’intérieur des calottes glaciaires vers l’océan; environ 50 % de la perte récente de masse de glace au Groenland (van den Broeke et al., 2009) et environ 90 % en Antarctique (Bamber et al., 2000) est attribuable aux courants de glace. De plus, des études ont démontré que des courants de glace peuvent générer de grandes instabilités menant à d’importants et abrupts changements climatiques (p. ex., MacAyeal, 1993; Clark, 1994; Bond and Lotti, 1995; Stokes et al., 2005; Hubbard et al., 2009). La stabilité ou l’instabilité future des calottes glaciaires présentant de marges marines est donc intrinsèquement liée à la dynamique de leurs réseaux de courants de glace s’écoulant dans des fjords ou des auges glaciaires.
Les fjords et les auges glaciaires possèdent généralement une morphologie formant un surcreusement glaciaire vers l’amont des glaciers. La présence de tels surcreusements derrière les lignes d’ancrage des glaciers modernes a aussi suscité des nombreuses inquiétudes liées à la possibilité d’incursions de courants marins (ou océaniques) chauds sous les glaciers émissaires et la possibilité d’une fonte accélérée des calottes glaciaires. Ces inquiétudes génèrent aussi des interrogations quant à la réponse des calottes glaciaires modernes aux changements climatiques et à l’élévation globale du niveau de la mer (Joughin and Alley, 2011; Joughin et al., 2012; Pritchard et al., 2012; Morlighem et al., 2017). Une étude récente utilisant des mesures bathymétriques et les mesures d’épaisseur de glace de l’Inlandsis du Groenland a mis en évidence que la bathymétrie des fjords et auges glaciaires aurait une influence fondamentale sur l’écoulement glaciaire, la migration des zones d’ancrage, les dynamiques de vêlage d‘icebergs et le drainage sous-glaciaire (Morlighem et al., 2017); les seuils des fjords servent de « protecteurs » à l’incursion des courants chauds sous les glaciers émissaires, tandis que les pentes rétrogrades vers l’intérieur des fjords et les bassins surcreusés rendent une plus grande superficie des glaciers émissaires vulnérables au forçage océanique. En effet, des études suggèrent que les glaciers reposant sur des pentes rétrogrades pourraient être instables (Mercer, 1978; Schoof, 2007; Joughin and Alley, 2011;
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Morlighem et al., 2017) et que le recul de ces glaciers au-dessus d’un bassin surcreusé pourrait entraîner un recul catastrophique (Briner et al., 2009a). Des études récentes ont toutefois prouvé par modélisation que des glaciers peuvent se stabiliser sur des pentes rétrogrades (Nick et al., 2010; Gudmundsson et al., 2012). D’autres suggèrent aussi que les variations de largeurs d’un fjord ou d’une auge jouent un rôle primordial dans la stabilité ou l’instabilité des marges glaciaires en milieu marin (Jamieson et al., 2012; Carr et al., 2013a). Ces conclusions divergentes démontrent bien que les connaissances sur les dynamiques de retrait glaciaires à long terme dans les fjords et dans les auges glaciaires restent limitées. Comme la fonte des calottes glaciaires du Groenland et de l’Antarctique a le potentiel d’élever le niveau marin global (eustatique) d’environ 70 mètres (Alley et al., 2005), il est nécessaire de mieux comprendre et de mieux cerner les dynamiques de retrait glaciaire dans les auges et les fjords.
Bien que de récentes données satellitaires aient apporté des nouvelles connaissances cruciales sur l’évolution récente des dynamiques des calottes glaciaires à l’échelle décennale, ces données ne fournissent pas une vue d’ensemble (échelle centenaire à millénaire) qui est cohérente avec l’évolution à long terme du climat. Des données sur l’évolution à long terme des calottes glaciaires peuvent cependant être fournies en étudiant la géomorphologie de systèmes déglacés tels que les fjords et les auges glaciaires. Les fjords et les auges des plateaux continentaux des hautes latitudes qui sont aujourd’hui déglacés ont donc le potentiel de fournir des connaissances sur les dynamiques de déglaciation des marges marines d’une calotte glaciaire.
Conséquemment, les fjords et les auges des hautes latitudes précédemment englacées, dans des secteurs tels que l’Antarctique, le Groenland, les Svalbard, la Norvège et la Grande-Bretagne, ont fait l’objet d’études géomorphologiques. Avec l’avènement, au cours des dernières décennies, des systèmes de cartographie par bathymétrie multifaisceaux à haute résolution, ces études ont permis de révéler une grande variété de formes de terrain d’origine glaciaire à postglaciaire (e.g., Dowdeswell et al., 2016). Cependant, dans l’Arctique canadien, l’étude des dynamiques de déglaciation des systèmes de fjords et d’auges glaciaires combinant la bathymétrie multifaisceaux à haute résolution et une analyse géomorphologique n’est limitée qu’à quelques secteurs : Golfe d’Amundsen (MacLean et al., 2015), détroit de Lancaster et Archipel canadien (MacLean et al., 2017). Ce faible nombre d’études reflète le peu de données bathymétriques à haute résolution étant disponibles dans l’Archipel canadien. Néanmoins, certains secteurs de l’Arctique canadien ont servi de lieu d’études multidisciplinaires du programme ArcticNet (2003 – 2017) à bord du Navire de la Garde Côtière Canadienne (NGCC) Amundsen. Ce programme a permis de recueillir des données bathymétriques à haute résolution pour couvrir en grande partie certains fjords et auges du plateau continental. Le secteur où la cartographie des auges et les fjords est la plus complète
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est celui du nord-est de l’Ile de Baffin (Fig. 1.1). Ce secteur est caractérisé par 4 auges glaciaires traversant le plateau continental, 1 auge marginale et 11 fjords où une couverture bathymétrique à haute résolution est disponible. Ce secteur représente donc une cible d’étude qui a le potentiel d’apporter de nouvelles connaissances sur les dynamiques d’écoulement et les processus de retrait glaciaire dans les systèmes de fjords et d’auges glaciaires. Ces données pourront aussi permettre l’ajout de nouvelles connaissances sur l’histoire glaciaire quaternaire du nord-est de l’Ile de Baffin.
Dans ce secteur, l’étendue maximale des glaces de l’Inlandsis laurentidien lors du Dernier maximum glaciaire (DMG) a été sujette à débat depuis des décennies. Ce débat a permis l’élaboration de différents scénarios de glaciation oscillants entre un seul large dôme glaciaire atteignant la marge du plateau continental (Flint, 1943) et une hypothèse minimaliste où l’Inlandsis laurentidien n’aurait qu’atteint la tête des fjords (Löken, 1966; Dyke and Prest, 1987). Le scénario extensif (Flint, 1943) a été soutenu par une modélisation, mais manquait de données de terrain, alors que le scénario minimaliste a été contesté par la datation récente de moraines (Briner et al., 2007; Young et al., 2012) et par l’identification de secteurs en milieu côtier caractérisés par des glaces à base froide (Briner et al., 2006; Davis et al., 2006). Des datations par détermination d’âges d’exposition aux rayonnements cosmogéniques sur des moraines terrestres et des datations sur des sédiments prélevés par carottage en milieux lacustres et marins ont été utilisées pour résoudre l’énigme de l’extension maximale de l’Inlandsis laurentidien. Ces nouvelles données ont permis de proposer un scénario intermédiaire dans lequel l’Inlandsis laurentidien avait des marges glaciaires terrestres entre les fjords et dans lequel la plupart des glaciers émissaires atteignaient le plateau continental à l’embouchure des fjords (Miller et al., 2002). Cette interprétation a d’ailleurs été largement utilisée dans les reconstructions paléogéographiques et dans les études de modélisation de l’Inlandsis laurenditien (Dyke, 2004; Peltier, 2004; Stokes and Tarasov, 2010; Tarasov et al., 2012; Stephen J. Livingstone et al., 2013; Peltier et al., 2015). Des études récentes ont cependant remis en question ce modèle, suggérant une marge de l’Inlandsis laurentidien plus importante sur le plateau Nord-est de l’Ile de Baffin durant le DMG (~21 ka BP) basé sur l’observation (1) d’une unité sismostratigraphique de contact glaciaire sur le plateau continental (Baffin Shelf Drift; Praeg et al., 2007) et (2) une ligne d’ancrage glaciaire à 1 300 m de profondeur à l’extrémité sud-est du Détroit de Lancaster (Li et al., 2011; Fig. 1.1). Par conséquent, de nouvelles contraintes sont nécessaires afin d’obtenir une représentation plus rigoureuse de l’étendue de l’Inlandsis laurentidien dans la région et dans le but d’améliorer le niveau de détail des modèles paléoglaciologiques globaux.
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1.2 Objectifs
L’intérêt scientifique de cette recherche est d’utiliser les données bathymétriques et sismostratigraphiques acquises lors des missions 2003 – 2016 d’ArcticNet sur le NGCC Amundsen, les données bathymétriques acquises par le Service Hydrographique Canadien ainsi que les données de géophysiques publiques de Ressources Naturelles Canada existantes dans les trois systèmes de fjords et d’auges glaciaires du nord-est de l’ile de Baffin afin d’approfondir les connaissances sur les dynamiques et les processus tardi-quaternaires liés au retrait glaciaire dans ces systèmes. Le principal objectif de cette recherche est donc de mieux comprendre les dynamiques tardi-quaternaires d’englaciation et déglaciation dans les systèmes de fjords et d’auges glaciaires du nord-est de l’Ile de Baffin depuis le Dernier maximum glaciaire. À travers une étude géomorphologique et sismostratigraphique, cette recherche visait à :
i) Reconstituer la dynamique de la déglaciation liée aux contrôles climatiques, glaciologiques et géologiques dans les 3 systèmes de fjords-auges.
ii) Délimiter la position maximale atteinte par l'inlandsis laurentidien dans la zone d'étude durant le dernier épisode glaciaire.
iii) Déterminer les contrôles à l'origine de la différence de profondeur entre les auges de Scott et de Sam Ford.
iv) Déterminer un géosystème typiques pour les fjords déglacés.
v) Évaluer les contrôle allogènes et autogènes sur la dynamique du recul glaciaire dans les fjords du nord-est de l'île de Baffin.
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1.3 Région d’étude
1.3.1 Localisation du secteur d’étude
Le secteur d’étude se situe dans la partie ouest de la Baie de Baffin, entre Clyde River et l’Ile Bylot, sur la côte est de l’Ile de Baffin (70o15’ – 73oN; 67 – 82oO; Fig. 1.1) et s’étend, en milieu marin, sur une superficie d’environ 57 000 km2. Les trois systèmes de fjord-auge glaciaire à l’étude sont nommés par leur auge glaciaire respective. Le système de Scott comprend les auges de Scott, de Sam Ford et d’Hecla & Griper en plus de comprendre les fjords de Clark, de Gibbs et de Sam Ford (Fig. 1.2; Table 1.1). Au nord du système de Scott se trouve le système de Buchan qui comprend l’Auge de Buchan, le Golfe de Buchan, le Détroit de Patterson ainsi que les fjords de Quernbiter, de Cambridge et de Dexterity (Fig. 1.3; Table 1.1). Finalement, le système le plus au nord à l’étude est celui de Pond. Il comprend l’Auge de Pond, le Bras de mer de Pond, le Détroit d’Eclipse, les Bras de mer d’Oliver et de Milne Inlet, ainsi que le Fjord d’Erik Harbour (Fig. 1.4; Table 1.1).
1.3.2 Description du secteur d’étude
1.3.2.1 Géologie du roc
La géologie des secteurs de Scott et de Buchan se traduit physiographiquement par une alternance entre hauts sommets (1000 – 1900 m) et vallées glaciaires encaissées. Les fjords sont en majeure partie compris dans le craton de Rae (Jackson, 1990; Wodicka et al. 2014) alors que les auges sont érodées dans le roc sédimentaire du plateau continental nord-est de l’Île de Baffin (Maclean et al., 1981; Praeg et al., 2007; Figs. 1.2 – 1.5; Table 1.1).
Le système le plus nord à l’étude, celui de Pond, traverse quatre formations géologiques distinctes : la partie est du secteur qui s’étend sur le plateau continental est comprise dans le roc sédimentaire cénozoïque (Faber et al., 1989). Au centre du système, le Détroit d’Eclipse et le Bras de mer de Pond traversent majoritairement des roches métamorphiques archéennes de la Ceinture de Dexterity (Jackson and Berman, 2000), mais aussi des roches sédimentaires datant du Crétacé (Eclipse Trough; Faber et al., 1989). La partie ouest du système de Pond est quant à elle comprise dans des roches sédimentaires du Bassin de Borden (1,27 – 1,19 Ga; Jackson and Berman, 2000; Fig. 1.4).
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Figure 1.4 Topographie et bathymétrie du système de Pond.
Table 1.1 Physiographie et géologie des fjords et des auges à l’étude
Profondeur max (m) Largeur (km) Longueur (km) Géologie du substrat : Cristallin / Sédimentaire
Auge de Scott 850 12 62 Plateau continental nord-est de l'île de Baffin; Crétacé et plus jeune
Auge de Sam Ford 250 13 77 Plateau continental nord-est de l'île de Baffin; Crétacé et plus jeune
Auge d'Hecla & Griper 780 9 27 Plateau continental nord-est de l'île de Baffin; Crétacé et plus jeune
Fjord de Sam Ford 900 3 à 10 110 Orogénèse de Committee; Craton de Rae; Province de Churchill; Archéen, méso-archéen
Fjord de Gibbs 705 1,5 à 8,5 92 Orogénèse de Committee; Craton de Rae; Province de Churchill; Archéen, méso-archéen
Fjord de Clark 720 2 à 10 90 Orogénèse de Committee; Craton de Rae; Province de Churchill; Archéen, méso-archéen
Auge de Buchan 760 36 65 Plateau continental nord-est de l'île de Baffin; Crétacé et plus jeune
Golfe de Buchan 800 14 36 Orogénèse de Committee; Craton de Rae; Province de Churchill; Archéen, méso-archéen
Fjord de Dexterity 500 0,5 à 4 100 Orogénèse de Committee; Craton de Rae; Province de Churchill; Archéen, méso-archéen
Fjord de Cambridge 750 2 à 4,5 64 Orogénèse de Committee; Craton de Rae; Province de Churchill; Archéen, méso-archéen
Fjord Querbiter 750 1,6 à 5,5 35 Orogénèse de Committee; Craton de Rae; Province de Churchill; Archéen, méso-archéen
Auge de Pond 740 11 à 41 75 Plateau continental nord-est de l'île de Baffin; Crétacé et plus jeune
Bras de mer de Pond 1 065 10 à 24 41 Orogénèse de Committee; Craton de Rae; Province de Churchill; Archéen, méso-archéen
Détroit d'Eclipse 960 24 à 52 72 Auge d'Eclipse; Crétacé
Bras de mer de Milne 864 1,5 à 20 80 Bassin de Borden; méso-protérozoïque
Détroit d'Oliver 370 1 à 7,3 74 Orogénèse de Committee; Craton de Rae; Province de Churchill; Archéen, méso-archéen
Fjord d'Erik Harbour 120 1,2 à 5 15,5 Orogénèse de Committee; Craton de Rae; Province de Churchill; Archéen, méso-archéen
Se cte u r d e Po n d Se cte u r d e B u ch an Se cte u r d e Sc o tt
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Figure 1.5 Géologie du plateau continental au niveau des systèmes de Scott et de Buchan (modifiée
de Praeg et al., 2007).
1.3.2.2 Géologie quaternaire (2,4 Ma —)
Des sondages par réflexion sismique ont été menés durant les années 1980 (Gilbert, 1985) dans neuf fjords de l’Ile de Baffin, incluant les fjords de Clark et de Cambridge. Cette étude a permis de mettre en évidence 5 unités sédimentaires sur les profils sismiques (Fig. 1.6) : A) faciès de fond composé de sédiments glaciaires ou de contact glaciaire (p. ex., moraines); B) faciès glaciomarin d’eau profonde (réflexions parallèles horizontales de forte amplitude); C) faciès présentant une transparence acoustique, probablement déposé dans un milieu de faible énergie; D) réflexions parallèles horizontales de forte amplitude, semblables au faciès B, interprétées comme ayant été déposées à proximité de glaciers; E) faciès moderne présentant une transparence acoustique. Les facies A et B sont associés au recul des glaciers lors de la période de Foxe inférieure (~50 000 ka BP). Le faciès C est associé à une période de faible apport sédimentaire entre les faciès B et D. Le faciès D est associé au recul des glaciers entre ~15 et 8 ka BP (c.-à-d., moraines de Cockburn). Le faciès E est relié au milieu actuel de sédimentation des fjords. Grâce à ces données, Gilbert (1985) a proposé un modèle conceptuel qui présente une séquence de sédimentation typique pour les fjords de l’Ile de Baffin (Fig. 1.6). La géologie du Quaternaire a aussi été décrite pour le plateau continental de l’Ile de Baffin (Piper et al., 1988; Praeg et al., 2007). Des levés sismostratigraphiques appuyés d’images par sonar à balayage latéral, de profils d’échosondeurs et de carottages, ont permis
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d’identifier 6 unités stratigraphiques semblables à celles présentées par Gilbert (1985; Fig. 1.7).
Figure 1.6 Distribution des dépôts sédimentaires dans les fjords de Clark (A) et de Cambridge (B)
(Gilbert, 1985). C. Modèle conceptuel présentant la séquence de sédimentation pour les fjords de Baffin (Gilbert, 1985).
En milieu terrestre, une carte des dépôts de surface est a été publiée pour le secteur de Conn Lake (tête des fjords de Clark & de Gibbs; Utting & Kerr, 2011). Cette carte montre majoritairement des dépôts glaciaires (tills et dépôts de contact glaciaire) et quelques parcelles de dépôts glaciolacustres. On y note aussi la présence de dépôts glaciomarins sur la côte et dans les fjords. Ces dépôts auraient majoritairement été mis en place suite au retrait de l’Inlandsis laurentidien, à partir de 8,2 14C ka BP (Andrews, 1989). La limite marine postglaciaire dans le secteur de secteur aurait atteint 55 m à la tête des fjords et environ 75 m à leur embouchure (Prest et al., 1968; Andrews, 1989). Des dépôts marins antérieurs à la
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déglaciation du Foxe supérieur ont aussi été identifiés dans ce secteur. Des âges au 14C sur des coquillages (Fjord de Sam Ford : 36,25 ± 3,5 14C ka BP; Andrews and Drapier, 1967; Bras de mer de Scott : 45,2 ± 0,8 14C ka BP; Andrews, 1976) suggèrent que le secteur de Scott était soit partiellement déglacé au stade de Foxe moyen (50 – 30 ka BP; MIS-3), soit sous l’influence de glace à base froide peu érosive (Briner et al., 2005). Dans le secteur du système de Buchan, une carte des dépôts de surface montre que les Golfe de Buchan ainsi que les fjords de Cambridge et de Quernbiter forment des vallées fortement affectées par les processus de versants, c.-à-d., des éboulis rocheux (Hodgson & Haselton, 1974). On remarque sur cette même carte que les dépôts morainiques associés au complexe morainique de Cockburn dominent la tête des fjords. La limite marine dans le secteur de Buchan varie entre 44 et 90 m, à la tête des fjords.
Figure 1.7 Carte des dépôts superficiels affleurants sur le fond du plateau continental du NE de l’Ile de
Baffin (tirée de Praeg et al., 2007).
Aucune carte de dépôts n’existe pour la partie sous-aquatique du secteur du système de Pond. Cependant, en milieu terrestre plusieurs cartes permettent d’avoir un portrait des
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dépôts adjacents. Klassen (1993) a produit une carte des dépôts de surface qui permet d’avoir un aperçu quasi complet du secteur entourant le système de Pond. Dans le secteur du Fjord d’Erik Harbour, la partie terrestre non couverte par des glaciers est majoritairement couverte de dépôts morainiques. On y observe aussi des dépôts lacustres dans les vallées adjacentes. Aucun dépôt marin n’est identifié près du fjord. Deux âges ont été prélevés à proximité, sur l’Ile Bylot au nord : la première à 6,78 ± 0,08 14C ka (GSC-2960); et la deuxième à 39 14C ka (GSC-3087). À l’ouest, le Détroit d’Oliver est compris dans un secteur fortement dominé par le roc. Par contre, on y observe plusieurs moraines latérales dans la vallée principale ainsi que plusieurs chenaux juxtaglaciaires abandonnés au niveau de l’embouchure du fjord. Sur la carte de Klassen (1993), le secteur du Bras de mer de Milne est, lui aussi, majoritairement compris dans le roc. On observe néanmoins le long des rives une plus grande superficie de dépôts marins récents. Quelques crêtes morainiques ont été identifiées dont une, datée à 9,53 ± 0,18 14C ka (GSC-3318), à l’est de l’Ile Ragged. Des dépôts marins plus jeunes (7,43 ± 0,07 14C ka; GSC-3060) sont aussi datés dans la partie ouest de l’embouchure. Dans le secteur du Bras de mer de Milne, la limite marine identifiée se situe entre 55 et 80 m (Andrews, 1989).
1.3.2.3 Déglaciation de l’Inlandsis laurentidien pour le nord-est de l’Ile de Baffin
1.3.2.2.1 Dernier maximum glaciaire (24 – 18 ka BP; Dyke, 2004)
La déglaciation de l’Inlandsis laurentidien sur l’Ile de Baffin est assez bien documentée en milieu terrestre. Des travaux de recherches basés sur des âges radiocarbones et des âges d’exposition aux rayonnements cosmogéniques ont permis de déterminer les grandes lignes de la déglaciation. Les premiers travaux de reconstruction suggéraient que la marge est de l’Inlandsis laurentidien aurait pu s’étendre sur la marge continentale (hypothèse maximaliste; Flint, 1943). Cette hypothèse fut par contre contestée suite à des travaux qui ont permis de dater des sédiments glaciomarins à la tête des fjords. Ces nouvelles données ont fait naître l’hypothèse d’une marge de l’Inlandsis laurentidien situé à la tête des fjords, donc un Inlandsis laurentidien nettement moins extensif (p. ex., Andrews, 1987, 1989; Dyke and Prest, 1987). La position atteinte par la marge de l’Inlandsis laurentidien au DMG et le moment du début de son retrait furent donc sujets à débat entre les années 1960 (premières datations au radiocarbone; hypothèse minimaliste; Pheasant and Andrews, 1973; Miller and Dyke, 1974; Miller et al., 1977; Dyke et al., 1982; Dyke and Prest, 1987; Klassen, 1993) et les années 2000 (datations de l’exposition au rayonnement cosmogénique; Bierman et al., 1999; Marsella et al., 2000; Kaplan et al., 2001). Ce débat et les plus récents travaux sur la question ont été résumés par Miller et al. (2002) qui en fait ressortir que la marge de l’Inlandsis laurentidien se serait probablement située entre les deux hypothèses s’opposant; c.-à-d., un peu au large de l’embouchure des fjords (Fig. 1.8A).
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Dans le secteur de Clyde River, juste au sud du système de Scott, des travaux de recherche menés à partir de détermination des âges d’exposition au rayonnement cosmogénique (Briner et al., 2005; Miller et al., 2005), détaillent l’étendue et la dynamique du secteur nord-est de l’Inlandsis laurentidien au cours du DMG. L’avant-pays de Clyde River présenterait deux zones à paysages distincts : (1) un terrain érodé par les glaciers à base tempérée, à proximité des sources majeures de la glace laurentidienne et (2) des secteurs non affouillés (avant-pays), sous des glaciers à base froide. Les âges d’exposition aux rayonnements cosmogéniques des secteurs affouillés par la glace suggèrent une couverture glaciaire au DMG. Dans les secteurs non affouillés, les âges varient de ~12 à ~50 ka BP, suggérant de multiples périodes à couvert de glace à base froide, non érosive, depuis au moins 50 ka BP (Briner et al., 2005).
1.3.2.2.2 Foxe supérieur (18 – 10 ka BP)
Peu de données sont disponibles sur la côte est de l’Ile de Baffin pour la période du Foxe supérieur. Cela est probablement dû au fait que la marge de l’Inlandsis laurentidien devait atteindre la marge du plateau continental durant une période de bas niveau marin (50 – 80 m sous le niveau actuel; Pheasant and Andrews, 1973; Praeg et al., 2007) et que du matériel datable aurait soit été érodé ou soit submergé lors de la remontée du niveau marin. Néanmoins, des sédiments prélevés par carottage dans quelques fjords (dans le Fjord de Clark) et sur la marge continentale (dans l’Auge de Scott) ont permis d’extraire du matériel datant de la période du Foxe supérieur (Fig. 1.9; Osterman and Nelson, 1989). Des travaux ont ainsi été réalisées en milieu terrestre afin de contraindre les dates du retrait tardiglaciaire (Briner et al., 2005; Miller et al., 2005). Les âges cosmogéniques suggèrent une déglaciation débutant entre ~15 et ~12 cal ka BP pour les vallées du secteur de Clyde River (Briner et al., 2005). Ces dates impliquent que la glace s’était déjà retirée du milieu marin (plateau continental) avant ~15 ka cal BP. Ces dates concordent avec des dates extrapolées (de taux de sédimentation) sur des carottes sédimentaires récoltées dans les auges glaciaires de Scott et Buchan, suggérant des conditions glaciomarines dès 17 – 15 14C ka BP (Praeg et al., 2007). Dans les fjords, les glaciers émissaires de l’Inlandsis laurentidien auraient perduré jusqu’à 12 – 11 cal ka BP (Fig. 1.8; Miller et al., 2005; Briner et al., 2009a, 2009b).
1.3.2.2.3 Holocène inférieur (10 – 7 ka BP)
Le début de l’Holocène sur l’Ile de Baffin est marqué par un retrait rapide des glaciers émissaires de l’Inlandsis laurentidien jusqu’à la tête des fjords (Figs. 1.8J-L; Briner et al., 2005, 2009a; Miller et al., 2005; Praeg et al., 2007; Young et al., 2012). Ce retrait rapide sera par contre, suspendu lors du sous-étage de Cockburn; période de refroidissement (Mayewski et al., 2004) menant à la stabilisation et à la réavancée de la marge de l’Inlandsis laurentidien sur l’Ile de Baffin (Andrews and Ives, 1978; Miller et al., 2005).
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Figure 1.8 Modèle de déglaciation de l’Inlandsis laurentidien présenté par Dyke (2004) pour la zone
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1.3.2.2.4 Sous-Étage de Cockburn (9,5 – 8 ka BP)
Le sous-étage de Cockburn représente l’évènement marquant de la déglaciation de l’Inlandsis laurentidien sur l’Ile de Baffin. Malgré un retrait général durant le Tardiglaciaire et l’Holocène, les marges de l’Inlandsis laurentidien auraient réavancé durant le sous-étage de Cockburn (Andrews and Ives, 1978; Young et al., 2012). Cette stabilisation a permis la mise en place d’un complexe morainique qui s’étend du sud au nord de l’Ile de Baffin : le complexe morainique de Cockburn (Fig. 1.10; Andrews and Ives, 1978). Situées majoritairement au niveau de la tête des fjords, le complexe morainique aurait un âge se situant entre 9,9 et 9,4 cal ka BP (Andrews and Ives, 1978; Briner et al., 2009a; Young et al., 2012). Une deuxième phase de réavancée majeure de l’Inlandsis daterait de 8,3 – 8 cal ka BP et pourrait être due au refroidissement associé à l’évènement de 8,2 cal ka BP (Miller et al., 2005; Briner et al., 2007; Young et al., 2012).
Figure 1.9 Localisation des carottes prélevées dans les années 1970 par le Bedford Institute of
Oceanography et dates obtenue dans ces carottes (Osterman and Nelson, 1989).
1.3.2.2.5 Holocène moyen et supérieur (7 ka BP – aujourd’hui)
Suivant la mise en place du complexe morainique de Cockburn, l’Inlandsis laurentidien aurait continué son retrait progressif vers ce qu’il en reste aujourd’hui, soit la calotte glaciaire de Barnes (Figs. 1.8M-N; (Andrews and Barnett, 1979). Cette déglaciation a été ponctuée de stabilisations et de réavancées, comme en témoignent les nombreuses moraines terrestres le long des fjords (Stravers and Syvitski, 1991; Briner et al., 2005). Au nord, dans le secteur du Bras de mer de Milne, Dyke and Viner (2000) ont cartographié le retrait des marges de l’Inlandsis laurentidien à partir de photos aériennes (1 : 60 000) et de datations au radiocarbone (14C), pour établir une déglaciation détaillée de la période de 9,5 à 6 14C ka BP (Fig. 1.11).
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Figure 1.10 Étendue du complexe morainique de Cockburn sur l’Ile de Baffin (tirée d’Andrews and Ives,
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MÉTHODOLOGIE
2.1 Données bathymétriques
Les précédentes missions ArcticNet à bord du NGCC Amundsen (2003 – 2013) ont permis d’acquérir des données bathymétriques à haute résolution (Fig. 2.1). Ces données ont été acquises par l’Ocean
Mapping Group de l’University of New Brunswick. Les données ont été acquises à l’aide de trois
types d’échosondeurs multifaisceaux différents : Kongsberg Simrad EM-300, EM-302 (30 kHz) et EM-3002 (CSL Heron). Les spécifications relatives aux systèmes utilisés pour l’acquisition et le traitement de chaque expédition sont dans l’Annexe 1.
La première phase d’acquisition de nouvelles données bathymétriques s’est déroulée en 2014 à bord du NGCC Amundsen. Cette expédition avait pour but de collecter des données dans le système de Scott. Les levés bathymétriques sur le NGCC Amundsen ont été effectués à l’aide d’un échosondeur multifaisceaux Kongsberg Simrad EM 302, opérant à 30 kHz. L’échosondeur fut opéré via l’interface du logiciel d’acquisition des données bathymétriques Kongsberg Seafloor Information
System 4.1.5 (SIS). Le système de levés était connecté à une centrale inertielle Applanix POS/MV 320 qui permet de corriger les mouvements de tangage, de roulis, de cap et de pilonnement du
bateau. Le positionnement GPS du navire fut acquis grâce à un GPS C&C Technologies CNAV fournissant une correction RTCM. Les données nécessaires pour fournir les profils de vitesse du son dans l’eau dans le système d’acquisition SIS ont été acquises via trois sources : les données de température, de salinité et de vitesse du son dans l’eau issues de la CTD-Rosette d’ArcticNet; les profils de vitesse du son issues du MVP 300-1700 d’ArcticNet; et les profils de vitesse du son dans l’eau, les données de température et de salinité issues du World Ocean Atlas 2009 (WOA 09) du
National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA). Ces données de vitesse du son dans
l’eau ont été intégrées dans le logiciel SVPeditor 1.0.5, qui permet la modification des profils et la transmission au système d’acquisition SIS. En tout, en 2014, 7 heures de levés bathymétriques ont été effectuées, principalement à la tête du Fjord de Gibbs. La deuxième phase d’acquisition de données bathymétriques s’est déroulée à l’été et à l’automne 2015, toujours à bord du NGCC Amundsen. Cette expédition avait pour but de recueillir des données dans l’Auge de Scott et dans le Fjord de Sam Ford. Environ 72 h de levés bathymétriques dédiées ont permis d’ajouter des données pour la compléter la bathymétrie des fjords de Clark et de Sam Ford, et des auges de Scott et d’Hecla & Griper. Finalement, la troisième phase de terrain s’est déroulée à l’été et à l’automne 2016, toujours à bord du NGCC Amundsen. Un total de 24 h de levés bathymétriques dédiées ont permis d’ajouter des données améliorant la cartographie des secteurs des auges de Pond et de Buchan. Les systèmes utilisés durant les expéditions 2015 – 2016 ont été les mêmes que pour la phase d’acquisition 2014.
